Михаил Никитин
Происхождение жизни. От туманности до клетки

Полная версия

Древнейшая история Земли

К сожалению, наши знания ограничены, потому что от первого полумиллиарда лет существования Земли осталось очень скудные прямые материальные следы. Перечислить их можно в одной фразе: древнейшие зерна циркона из Джек Хилл (Австралия) возрастом 4,4–4,1 млрд лет, древнейшие фрагменты континентальной коры из формации Акаста (Канада) возрастом 4 млрд лет и древнейшие осадочные породы из гренландской формации Исуа возрастом 3,8 млрд лет. В осадках Исуа уже имеются следы жизни: графитизированный углерод со смещенным изотопным составом (следы фиксации СО₂ через цикл Кальвина) и полосчатые отложения железа (следы железного либо кислородного фотосинтеза^[3]). Более того, микровключения графита со смещенным изотопным составом обнаружены даже в цирконах из Джек Хилл возрастом 4,25 млрд лет (Nemchin et al., 2008). Иными словами, следы достаточно развитой бактериальной жизни в ископаемой летописи появляются одновременно с прямыми следами жидкой воды (без которой осадочные породы образуются крайне редко), а намеки на жизнь – даже раньше. Понятно, что документировать историю зарождения жизни по таким скудным следам мы не можем.

Древнейшую историю Земли мы знаем в чем-то хуже, чем древнейшую историю Солнечной системы, от которой остались следы в виде метеоритов и астероидов. Причина такой плохой сохранности истории Земли – в ее геологической активности. Конечно, минералы и горные породы были на нашей планете почти с самого начала ее существования, но они постоянно подвергались переплавлению в магме и выветриванию. Поэтому, чтобы лучше понять древнейшую Землю, надо лететь на Луну и Марс, где сохранились горные породы тех времен.

Кое-что мы можем узнать о первых днях Земли по косвенным признакам. Например, много информации дает соотношение изотопов разных элементов. Изотопы – это разновидности атомных ядер одного и того же элемента, отличающиеся количеством нейтронов. У изотопов разная масса атома, но их химические свойства почти неразличимы. Как это можно использовать?

Во-первых, некоторые изотопы подвержены радиоактивному распаду, и их число со временем убывает. Количество продуктов такого распада, соответственно, растет. Мы уже пользовались этим при оценках возраста разных метеоритов и их составных частей: в древней Солнечной системе было много радиоактивного изотопа алюминия ²⁶Al (алюминий вокруг нас сейчас представлен только одним стабильным изотопом – ²⁷Al). ²⁶Al превращается в стабильный изотоп магния ²⁶Mg, период полураспада составляет 730 000 лет. Когда из пыли протопланетного диска собираются планетезимали, они получают те соотношения изотопов алюминия и магния, которые есть вокруг на данный момент. Когда обломки планетезималей в виде метеоритов попадают в руки ученых, весь ²⁶Al в них уже превращается в ²⁶Mg. Поэтому соотношение ²⁶Mg/²⁴Mg в метеорите будет выше, чем «фоновое» (в минералах без алюминия). Избыток зависит как от времени образования метеорита (чем раньше, тем больше), так и от соотношения всего алюминия ко всему магнию в метеорите (чем больше алюминия, тем больше избыток ²⁶Mg при равном возрасте). Второе легко узнать по количеству стабильного ²⁷Al в том же метеорите и рассчитать его возраст. Благодаря малому периоду полураспада ²⁶Al мы можем измерить различия в возрасте менее чем на полмиллиона лет.

Если нестабильный изотоп и продукт его распада сильно отличаются по своему геологическому поведению, то это позволяет датировать геологические события. Например, два соседних в таблице Менделеева тяжелых металла – гафний и вольфрам – по-разному разделяются между мантией и ядром планеты. Вольфрам уходит в железное ядро, а гафний предпочитает силикатную мантию. У гафния есть нестабильный изотоп ¹⁸²Hf, который превращается в вольфрам ¹⁸²W с периодом полураспада 9 млн лет. Поэтому в тех телах, которые расплавились и разделились на мантию и ядро в самом начале, в мантии будет заметная примесь вольфрама, причем только изотопа ¹⁸²W. Так обстоит дело на Марсе, который вырос и дифференцировался в первые 7–10 млн лет и с тех пор избежал крупных столкновений. Мантии Луны и Земли имеют одинаковый и очень небольшой избыток ¹⁸²W, который согласуется со временем дифференциации обеих планет примерно через 50–60 млн лет после образования Солнечной системы.

В некоторых ситуациях различие в массе изотопов одного элемента приводит к разнице в их геологической судьбе. Например, испарение воды зависит от скорости составляющих ее молекул, которая, в свою очередь, определяется температурой и молекулярной массой. Поэтому дождевая вода содержит меньше дейтерия (тяжелого водорода) и тяжелых изотопов кислорода (¹⁷О, ¹⁸О), чем океаны.

Другой важный случай, когда небольшое различие в массах изотопов приводит к важным эффектам, – это биохимия. Многие биохимические пути организованы как серия последовательных реакций, катализируемых разными ферментами. Молекула, содержащая тяжелые изотопы, будет медленнее перемещаться от одного фермента к другому. Поэтому живое вещество обеднено тяжелым изотопом углерода ¹³C по сравнению с атмосферным СО₂, и это важнейший признак, который выдает биологическое происхождение углерода в отложениях Исуа несмотря на все, что эти осадки претерпели за миллиарды лет.

Цирконы из Джек Хилл являются древнейшими известными твердыми телами Земли. Они обычно кристаллизуются в магме гранитного состава и, следовательно, указывают на образование континентальной коры. Зерна циркона тугоплавки, высокоустойчивы к выветриванию и метаморфозу, поэтому неудивительно, что только они сохранились с древнейших времен. Цирконы содержат примесь урана, поэтому их можно точно датировать уран-свинцовым методом. Зерна циркона в Джек Хилл встречаются в виде миллиметровых включений в более молодые кварциты. Возраст самих зерен находится в интервале от 4,4 до 4,1 млрд лет. По соотношениям изотопов кислорода похоже, что исходный материал, вошедший в состав родительской магмы этих кристаллов, взаимодействовал с жидкой водой при умеренной температуре (до 100 °C). Это еще одно свидетельство в пользу существования океанов 4,4 млрд лет назад.

Важные сведения о древнейшей истории Земли можно получить в процессе изучения Луны. Образование Луны произошло в результате гигантского столкновения Земли с Тейей, при этом огромное выделение энергии расплавило поверхность Земли до состояния океана магмы. Луна собралась из выброшенных на орбиту горячих фрагментов мантии Земли и тоже изначально была расплавлена. Поверхность Луны образовалась при затвердевании океана магмы и с тех пор подвергалась только метеоритным бомбардировкам. Лунные возвышенности, менее пострадавшие от метеоритов, сложены особыми минералами: анортозитами и KREEP-базальтами. Геологи знают, что температура плавления горных пород сильно повышается с ростом давления, поэтому расплавленная Луна по мере остывания твердела изнутри. Анортозиты обладают малой плотностью, поэтому они всплывали на поверхность. KREEP-базальты получили свое название из-за высокого содержания калия (K), фосфора (P) и редкоземельных элементов (REE, Rare Earth elements). Они образовались при застывании последних остатков океана магмы на поверхности. На Земле застывание океана магмы шло похожим образом. Поэтому возможно, что первые материки Земли состояли вовсе не из гранитов, а из KREEP-базальтов (анортозиты в присутствии воды не образуются). Это важно, потому что фосфор и калий – необходимые минеральные компоненты всех живых клеток, и на континентах из KREEP-базальтов они были легко доступны в большом количестве (Maruyama et al., 2013).

Марс

В отличие от Земли Марс сохранил большие блоки планетарной коры со времен до поздней тяжелой бомбардировки. На карте Марса четко выделяются два полушария – возвышенное южное, густо покрытое метеоритными кратерами, и низкое, гладкое северное. Перепад высот между ними составляет 4–6 км. По плотности кратеров очевидно, что поверхность южного полушария древнее 3,9 млрд лет, так как сохранила следы поздней тяжелой бомбардировки, а северное моложе этой отметки. Крупнейший из кратеров, дно которого получило название равнины Эллада, находится в высоких широтах южного полушария и достигает 1800 км в диаметре. Это самая низкая область поверхности Марса, на 8 км ниже среднего уровня. Измерения при помощи лазерного альтиметра зонда Mars Global Surveyor позволили найти едва различимые, вероятно, засыпанные осадками крупные кратеры в северном полушарии. Крупнейший из них, равнина Утопия, практически равен по размеру равнине Эллада. С учетом этих кратеров получается, что кора северного полушария не намного моложе южной (рис. 3.3).

Другие заметные детали рельефа Марса – две области гигантских вулканов, Фарсида (Tharsis в англоязычной литературе) и Элизиум. Плато Фарсида возвышается в районе экватора на 7–10 км выше среднего уровня поверхности Марса. Крупнейший из пяти вулканов этой области, Олимп, – самый большой вулкан во всей Солнечной системе. Его высота составляет 22 км от подножия до вершины, а диаметр основания – около 600 км. Склоны Олимпа сложены из слоев застывшей лавы, накопившейся в результате многих тысяч извержений. Возраст лежащих на поверхности лавовых потоков, измеренный по плотности кратеров, лежит в пределах от 115 до всего 2 млн лет, т. е. Олимп до сих пор сохраняет активность. Плато Элизиум лежит западнее, окружено низинами, и три его вулкана меньше, чем на Фарсиде. На склонах вулканов обнаружены провалы, ведущие в пещеры. Крупнейшие из провалов достигают 100 м в глубину и 250 м в ширину. Скорее всего, пещеры являются «лавовыми трубками», образованными при движении горячей жидкой лавы, окруженной внешними застывшими ее слоями (рис. 3.4).

Долины Маринера – система огромных каньонов, протянувшаяся на 4000 км на восток от плато Фарсида вдоль экватора. По происхождению это трещины растяжения коры, подобные Байкальскому и Восточно-Африканскому рифтам на Земле. Глубина долин Маринера достигает 10 км, ширина – до 300 км.

Полюса Марса покрыты полярными шапками. Летом шапки состоят из водяного льда с песком и пылью, зимой на них намерзает большое количество диоксида углерода из атмосферы. Весной возгонка углекислого газа из шапок может происходить в форме газово-пылевых гейзеров.

Возраст участков коры Марса оценивают по плотности кратеров. Геохронологическая шкала Марса делится на три периода: Нойский, Гесперийский и Амазонийский.

Нойский период охватывает время с 4,1 до 3,7 млрд лет назад, когда произошла поздняя метеоритная бомбардировка. В это время образовались равнина Эллада, плато Фарсида и долины Маринера.

Гесперийский период продолжался с 3,7 до примерно 3,0 млрд лет назад, и на это время пришлись эпизоды активного вулканизма и мощных кратковременных потоков воды, прорезавших каньоны по краям равнины Хриса и в других местах. В этот период начался рост вулкана Олимп.

Амазонийский период (примерно с 3 млрд лет назад и до современного периода) был временем затухания геологической активности и исчезновения жидкой воды с поверхности Марса. Основными геологическими процессами этого периода являются ветровая эрозия, перемещение пыли, формирование ветровых осадков и ледниковые процессы. Граница между Гесперийским и Амазонийским периодами достаточно приблизительна, и некоторые ученые сдвигают ее до времени 2,5–2 млрд лет назад (табл. 3.1).

На первый взгляд похоже, что северное полушарие аналогично земному океану, а южное – материку. Но кора Марса значительно толще, чем земная: около 25–30 км под северным полушарием и до 50 км – под южным. Ничего похожего на срединно-океанические хребты на Марсе не видно, и сейчас активной тектоники плит там быть не может. Земные материки сложены в основном гранитами, тогда как оба полушария Марса покрыты базальтами, подобно Луне и Венере. Признаки гранитоподобных пород на Марсе обнаружены лишь в отдельных местах – в центральных холмиках двух метеоритных кратеров на склонах низкого щитового вулкана Большой Сырт, в одной из двух кальдер этого вулкана, на склоне долины в земле Ксанте к северу от долин Маринера, в кратере Гейл и больше всего – на земле Ноя к западу от равнины Эллада, где выходы гранитов занимают сотни квадратных километров на дне многих больших кратеров (Wray et al., 2013).

Считается, что граниты Земли образовались в ходе многократного частичного плавления и застывания базальтовой лавы в присутствии воды, когда более легкая и легкоплавкая алюминий-силикатная фракция постепенно концентрировалась и выдавливалась наверх. Наибольшую роль в образовании гранитов на Земле играют зоны субдукции, где одна плита коры погружается под другую. Видимо, на Марсе не было достаточно активной тектоники плит для многократной переплавки коры и выделения гранитов, но какое-то количество гранитов образовалось при расслоении очень медленно остывающей лавы в крупных вулканах.

Все находки марсианских гранитов показывают, что сверху они покрыты другими породами, поэтому их удается найти лишь там, где они вскрыты водной эрозией (на земле Ксанте) или ударами метеоритов (в остальных местах). Так что гранитов на Марсе может быть гораздо больше по сравнению с тем количеством, которое обнаружено на сегодняшний день.

Ближайшим земным аналогом гигантских вулканов Фарсиды и Элизиума являются щитовые вулканы Гавайских островов. Крупнейший из них, Мауна Кеа, достигает 10 км в высоту (от подножия на океанском дне до вершины). Большинство вулканов Земли приурочены к границам литосферных плит и питаются продуктами расплавления погружающейся плиты, но Гавайи находятся посреди Тихоокеанской плиты и питаются из глубинного магматического очага. Движение плиты относительно мантии приводит к образованию цепочки вулканов, образующей дугу островов в океане, что и наблюдается на Гавайях. На Марсе подобных вулканических цепей нет, за исключением трех вулканов плато Фарсида – Арсия, Павонис и Аскрейская. Судя по окружающим Фарсиду трещинам и разломам, бо́льшая часть этого вулканического плато появилась уже 3,7 млрд лет назад, а последнее извержение Олимпа было 2 млн лет назад, практически в современную эпоху. Следовательно, за это время кора Марса не сдвинулась сколько-нибудь заметно относительно мантийного очага, что и позволило вулканам за миллиарды лет вырасти до невероятных на Земле размеров.

Важные результаты принесло изучение магнитных аномалий Марса зондом Mars Global Surveyor (Connerney et al., 2005). Локальная намагниченность участков коры достаточно велика, чтобы ее можно было измерить с орбиты высотой 400 км, благодаря чему мы имеем глобальную карту магнитных аномалий Марса. Интенсивность этих аномалий показывает, что в древности Марс имел магнитное поле, сравнимое с современным земным, или даже более мощное и так же подверженное периодической смене полярности.

Разная намагниченность отдельных участков коры объясняется тем, что богатые железом базальтовые лавы при застывании «запоминают» внешнее магнитное поле. На Земле таким образом создаются полосовые магнитные аномалии океанского дна. Магнитное поле Земли периодически (раз в несколько сотен тысяч или миллионов лет) меняет полярность, поэтому по мере роста океанской коры по бокам от срединно-океанического хребта образуются полосы дна, намагниченного в противоположные стороны. На Марсе точных аналогов таких полосовых аномалий найдено пока не было. Однако более крупные полосовые аномалии в некоторых районах (например, Земля Меридиана) выглядят разорванными и сдвинутыми, что является признаком так называемых трансформных разломов, где плиты коры сдвигаются по горизонтали относительно друг друга. Трансформный разлом в районе Земли Меридиана, рифтовые долины Маринера и трио вулканов Фарсиды согласуются с гипотезой о движении плиты, включающей в себя плато Фарсида, на северо-восток. В этом случае один мантийный очаг породил вулканы Аскрейский, Павонис и Арсия, а другой, возможно, – Альба и Олимп.

Также по магнитным аномалиям восстанавливается история магнитных полюсов Марса (Milbury et al., 2012). В этой книге использовались аномалии, связанные с застывшими потоками лавы древних вулканов, проявляющие себя не только в магнитном поле, но и как гравитационные аномалии – участки коры повышенной плотности. Намагниченность лавы, застывшей в нойскую эпоху (до 3,8 млрд лет назад), указывает на расположение магнитных полюсов в низких широтах, не выше 60 градусов широты, большей частью в районе плато Фарсида и противоположном районе планеты – равнине Эллада. Намагниченные лавы раннегесперийского возраста (3,8–3,6 млрд лет) встречаются значительно реже, намагниченность их слабее, а ее направление указывает на магнитные полюсы, близкие к современным географическим. Намагниченные лавы моложе 3,5 млрд лет при измерениях с орбиты не обнаружены вовсе (рис. 3.5).

По всем моделям генерации магнитного поля в планетах земного типа магнитные полюса не могут далеко отстоять от географических. Следовательно, на границе нойского и гесперийского периодов Марс мог испытать смену оси вращения. В предыдущих частях мы рассматривали прецессию – изменение положения оси вращения относительно внешних тел, при котором положение оси вращения относительно ориентиров на самой планете не меняется. Здесь же ось вращения сдвинулась относительно ориентиров на самом Марсе, так что плато Фарсида, бывшее вблизи полюса, оказалось на экваторе. Одной из причин такого смещения могли быть удары крупных астероидов в период поздней тяжелой бомбардировки, породившие также равнины Эллада и Утопия. Другой возможной причиной мог стать рост плато Фарсида – его обширная площадь, большое возвышение над остальной поверхностью планеты и высокое содержание плотных базальтов заметно влияют на распределение массы планеты и распределение момента инерции по осям.

Однако неопровержимых доказательств тектоники плит на древнем Марсе пока нет.

Венера

Эта планета изучена гораздо хуже, чем Марс. Плотная атмосфера с густыми облаками скрывает ее поверхность от наблюдений во всех диапазонах, кроме радиоволн, а высокая температура (около 450 °C) и давление на поверхности очень ограничивают возможности приборов спускаемых аппаратов. До сих пор ни один зонд не проработал на поверхности Венеры более двух часов.

Почти все, что известно о рельефе Венеры, мы знаем из радарных наблюдений зондов «Венера-15», «Венера-16» и «Магеллан». Венера по размерам близка к Земле, но ее рельеф и геология сильно отличаются от земных. Перепад высот на поверхности Венеры составляет всего 13 км (на Земле – 20 км от вершины Эвереста до Марианской впадины, на Марсе – свыше 30 км). Большая часть поверхности по высоте находится в пределах плюс-минус 1 км от среднего уровня, т. е. на Венере нет ничего похожего на перепад между материками и океанами Земли или северным и южным полушариями Марса (рис. 3.6).

Три высочайшие горные системы Венеры – хребты Максвелла, Акна и Фрейи – находятся в северном полушарии вокруг равнины Лакшми. Их высота составляет до 7 км (хребты Акна и Фрейи) и даже до 11 км (горы Максвелла). На вершинах гор лежат отложения каких-то хорошо отражающих радиоволны веществ, подобно белому снегу на вершинах гор Земли. «Снег» на Венере лежит при температуре около 350 °C и предположительно состоит из сульфидов свинца и висмута. Поверхность Венеры густо покрыта низкими щитовыми вулканами. Крупнейшие из них по диаметру основания сравнимы с Олимпом на Марсе, но в высоту не превышают 3 км. Количество мелких вулканов диаметром 10–20 км измеряется сотнями тысяч. Вулканы и лавовые равнины занимают до 80 % поверхности Венеры.

Хотя на Венере сейчас нет глобальной тектоники плит, в ее рельефе отражены частые местные тектонические явления. Благодаря им возникли многочисленные одиночные разломы и складки, а также тессеры – сложноскладчатые участки рельефа, которые были смяты в разное время в нескольких разных направлениях. Горные хребты северного полюса могут быть следами существовавшей в далеком прошлом тектоники плит, подобно Земле.

Метеоритные кратеры встречаются реже, чем на Луне и Марсе, кратеров диаметром менее 30 км практически нет, потому что мелкие метеориты сгорают в атмосфере. Кратеры расположены равномерно по всей планете. Возраст поверхности, вычисляемый по плотности кратеров, составляет, по разным оценкам, от 500 до 800 млн лет, причем возраст всех участков коры практически одинаков. Это резко отличает Венеру от Земли, где, несмотря на геологическую активность, сохранились крупные блоки коры возрастом 2–3 млрд лет.

Важной особенностью Венеры является отсутствие магнитного поля. Для генерации магнитного поля планетой нужны три условия: электропроводящая жидкость внутри планеты, конвективные движения в ней и вращение планеты. В планетах земной группы электропроводящей жидкостью является железное ядро, которое у Венеры явно есть и сопоставимо по размерам с ядром Земли. Вращение Венеры медленное, но его достаточно для генерации слабого магнитного поля на уровне современного Марса (1 % от земного). Следовательно, в ядре Венеры отсутствует конвекция. Так как радиоактивный распад неизбежно выделяет тепло в ядре и мантии, без конвекции их температура должна расти. По-видимому, рост температуры продолжается до тех пор, пока кора Венеры не проплавляется сразу во многих местах, вызывая одновременное извержение тысяч вулканов. Эти извержения быстро охлаждают верхнюю мантию, и вскоре планета опять надолго замирает.